安徽青阳—九华山复式岩体的成因及成矿潜力——来自锆石Hf同位素和微量元素的证据

叶龙翔，张达玉，汪方跃，姜重任，陈雪锋，张飞，席晓晨，周涛发

1)合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥，230009；2)安徽省矿产资源与矿山环境工程技术研究中心，合肥，230009

内容提要: 青阳—九华山复式岩体是安徽南部地区出露面积最大、最具代表性的复式岩体，该复式岩体的岩浆源区、演化过程和成矿联系等问题仍需要进一步查明。在前期对青阳—九华山复式岩体的地质、地球化学特征研究基础上，笔者等进一步开展了锆石微量元素与Hf同位素分析与研究。结果显示，青阳—九华山复式岩体4个阶段从早到晚(花岗闪长岩二长花岗岩正长花岗岩细粒花岗斑岩)，晚期(第三、第四阶段)比早期(第一、第二阶段)岩浆岩的锆石εHf(t)值呈显著增高趋势，岩浆形成温度升高氧逸度降低(93.8 149.1 进一步分析认为，青阳—九华山复式岩体源于同一具有壳幔混源的岩浆源区，随着时间的演化，岩浆房中幔源组分比例逐渐增高，幔源物质的加入，不仅提高了晚期岩浆形成温度，一定程度改变了源区组成。青阳—九华山复式岩体4个阶段花岗岩均经历了榍石、角闪石、金红石、斜长石等矿物的分离结晶，晚期(第三、第四阶段)花岗岩相比早期(第一、第二阶段)花岗岩具有更高的分异程度。青阳—九华山复式岩体中第一、第二阶段花岗岩具有较好的W—多金属矿床成矿潜力。

锆石原位Hf同位素结合锆石U-Pb年龄，能够较好的示踪物质的来源，了解大陆地壳增长和演化(Amelin et al., 2000；李献华等，2003；吴福元等，2007)。安徽南部地区广泛分布着燕山期多期次侵入的中酸性复式岩体，总出露面积约 3000 km2。这些复式岩体多是由花岗闪长岩和花岗岩组成，主要有青阳—九华山岩体、城安—牯牛降岩体、太平—黄山岩体、廊桥—旌德岩体等。出露面积在几十到几百平方公里之间(陈道公，1986；陈江峰等，1993；周涛发等，2004)前人对这些复式岩体的地质特征(陈道公，1986)、形成年代(张俊杰等，2012；李双等，2014；闫峻等，2017)、岩石成因(陈思，2014；张元朔等，2015；范羽等，2016；高冉等，2017；Jiang Xiaoyan et al., 2018)和成岩背景(Wu Fuyuan et al., 2012; 周洁等，2013；Xie Jiancheng et al., 2017; 古黄玲，2017)等方面开展了一系列研究，但对形成这些复式岩体多期次岩浆的源区和成因关系尚有很多争论，如是否存在幔源物质加入、是否为同源岩浆演化产物、复式岩体与成矿关系等争议，这些问题制约了该区复式岩体成因的深入认识。

青阳—九华山复式岩体位于周王断裂与江南深断裂之间，是安徽南部地区出露面积最大、岩浆活动期次最多、研究程度最高的复式岩体，同时，也是该区岩体周边矿产最为发育的复式岩体。本课题组前期对青阳—九华山复式岩体的地质特征、锆石U-Pb年代学和岩石地球化学进行了研究，将该复式岩体的形成分为早期花岗闪长岩(第一阶段，143.3±1.0 Ma)，二长花岗岩(第二阶段，137.6±1.5 Ma)；晚期正长花岗岩(第三阶段，131.3±1.2 Ma)和细粒花岗斑岩(第四阶段，132.0±2.0 Ma)的“两期四阶段”特征(范羽等，2016)，且得出早期(一、二阶段)和晚期(三、四阶段)岩浆岩分别为I型花岗岩和A型花岗岩的认识。本次工作在此基础上，进一步开展该复式岩体锆石的微量元素和Hf同位素分析，据此限定青阳—九华山复式岩体的岩浆源区，揭示青阳—九华山复式岩体形成的深部过程，为安徽南部地区广泛分布的复式岩体的成因提供佐证。

1 岩体地质特征

安徽南部地区(指周王断裂以南的安徽省行政区范围)以出露中元古代—早古生代地层为主，广泛发育燕山期中酸性侵入岩为特征(图1a)。该区地层以东至黄山—绩溪为界分为南、北两部分，北部以寒武—志留纪的泥岩、碳酸盐岩、碎屑岩组合为主，南部以南华—震旦纪硅质岩、碳酸盐岩、泥岩组合。区内构造以北东向为主，其次为东西向。区内晋宁期、燕山期中酸性岩浆岩广泛发育，以燕山期为主，呈复式岩体产出。出露规模较大的有青阳—九华山、旌德、太平—黄山、城安—牯牛降等复式岩体，岩性主要包括花岗闪长岩、花岗岩和花岗斑岩等，与成矿关系密切(宋国学，2010；丁宁，2012；范羽等，2016)。

青阳—九华山复式岩体位于研究区西北部(图1a)，受控于北东向展布的高坦断裂(北)和江南深大断裂(南)，是该区出面积最大的复式岩体。青阳—九华山复式岩体的岩浆侵入活动可分为4个阶段(图1b，范羽等，2016)，第一阶段为花岗闪长岩，南北向展布，由中粗粒花岗闪长岩和细粒花岗闪长(斑)岩两部分组成，被后期侵入体分隔为3个不相连部分；第二阶段侵入体为二长花岗岩，出露于该复式岩体东部，呈近东西向展布；第三阶段侵入体为正长花岗岩，近南北向展布，是九华山主峰的主要构成；第四阶段侵入体岩性为细粒花岗斑岩和石英正长斑岩，出露面积一般小于<1 km2。青阳—九华山复式岩体的前三个阶段侵入岩构成了该复式岩体的主体，第四阶段岩浆岩呈岩脉侵入于前3个阶段形成的岩体中。该复式岩体周边发育众多钨多金属矿床，如高家塝、鸡头山、百丈岩、桂林郑等钨—钼矿床等。

2 样品与分析方法

2.1 样品特征

笔者等在课题组前期研究(范羽等，2016)基础上，选取复式岩体中不同阶段的典型岩浆岩样品(第一阶段：花岗闪长岩QY-29；第二阶段：二长花岗岩QY-17；第三阶段：正长花岗岩QY-33；第四阶段：细粒花岗斑岩QY-08)，挑取四类代表性岩浆岩的锆石进行微量元素特征和原位Hf同位素分析。

第一阶段花岗闪长岩(QY-29)：花岗闪长岩是复式岩体的主体部分，在该复式岩体西北部和南部出露广泛。样品采自复式岩体的西部的花岗闪长岩露头，见深灰色细粒闪长质包体。样品呈浅灰色—浅肉红色，花岗结构，块状构造(图2a)，主要矿物有斜长石(50%，体积百分比，下同)、钾长石(30%)、石英(15%)等，及少量黑云母、角闪石等。斜长石呈白色—灰白色，自形—半自形，粒径约1～4 mm，环带发育的斜长石以中长石为主(图2b)；钾长石呈浅肉红色，半自形—他形，粒径约为1～3 mm，镶嵌分布在斜长石颗粒之间；石英呈半自形—他形分布于斜长石和钾长石颗粒之间，粒径约2～4 mm；黑云母和角闪石呈自形—半自形浸染状分布，粒径约为1～2 mm之间。岩石发生了较弱的绢云母化和绿泥石化。

第二阶段二长花岗岩(QY-17)：二长花岗岩分布在为复式岩体东北部，出露面积仅次于第一阶段花岗闪长岩。本次二长花岗岩样品采自岩体东北部(图1b)，为块状二长花岗岩，风化强烈，解理发育，局部可见后期侵入的细粒花岗斑岩脉。岩石样品呈浅红色，中—粗粒结构，块状构造(图2c)；主要矿物为钾长石(40%)，斜长石(40%)、石英(16%)等。钾长石呈肉红色，自形板状，粒径在1～10 mm之间；斜长石呈灰白色，自形结构，粒径约为0.5～8 mm，卡—纳复合双晶发育；石英半自形—他形充填于斜长石和钾长石颗粒之间，粒径约1～2 mm(图2d)；另有少量黑云母呈自形—半自形片状，浸染状散布于岩石颗粒之间，副矿物主要为少量磁铁矿，分布于黑云母、钾长石等矿物间隙。岩石总体新鲜，但可见斜长石中心部位发生了轻微的绢云母化。

第三阶段正长花岗岩(QY-33)：正长花岗岩出露在复式岩体中部，以SN方向展布，穿插早期形成的花岗闪长岩和二长花岗岩。本次样品(QY-33)采自九华山观景台附近露头，样品呈肉红色，花岗结构，块状构造(图2e)，主要矿物有钾长石(55%)、斜长石(20%)、石英(20%)及少量黑云母(3%)。钾长石呈自形半自形板状，粒径约为1～6 mm，含量约55%；斜长石呈半自形粒状分布于钾长石颗粒之间，粒径约1～4 mm，聚片双晶发育；石英呈他形粒状，粒径约1～3 mm；黑云母成片状浸染状分布，粒径约1～5 mm(图2f)。岩石样品整体较为新鲜，无明显蚀变。

第四阶段细粒花岗斑岩(QY-08)：细粒花岗斑岩主要分布于复式岩体西部，呈岩脉状穿插早期形成的花岗闪长岩，二长花岗岩和正长花岗岩。岩石样品呈浅红色，细粒斑状结构，块状构造(图2g)。斑晶主要为钾长石(15%)、石英(10%)等，钾长石呈自形—半自形粒状，粒径在1～3 mm之间；石英呈灰白色，一般为椭圆状，粒径约1～2 mm；基质含量约75%，主要为钾长石、斜长石和石英的微晶，部分发生了绢云母化、高岭土化蚀变(图2h)。

图2 青阳—九华山复式岩体4个阶段侵入岩岩相学特征Fig. 2 Petrographic characteristics of the four stages intrusive rocks in Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

(a)和(b)图片为第一阶段花岗闪长岩(QY-29)样品以及正交偏光镜下特征；(c)和(d)图片为第二阶段二长花岗岩(QY-17)样品以及正交偏光镜下特征；(e)和(f)图片为第三阶段正长花岗岩(QY-33)样品以及正交偏光镜下特征；(g)和(h)图片为第四阶段细粒花岗斑岩(QY-08)样品以及正交偏光镜下特征The(a) and(b)images show samples of the first stage of granite diorite (QY-29) and characteristics under orthogonal polarizers; the(c)and(d)images show samples of the second stage of monzo granite (QY-17) and characteristics under orthogonal polarizers; the(e)and(f)images show samples of the third stage of syenogranite (QY-33) and characteristics under orthogonal polarizers; the(g)and(h)images show the fourth stage fine-grained granite porphyry (QY-08) samples and characteristics under orthogonal polarizersAds—中长石；Amp—角闪石；Bt—黑云母；Kfs—钾长石；Olg—奥长石；Pth—条纹长石; Qtz—石英Ads—adesine; Amp—amphibole; Bt—biotite; Kfs—K-feldspar; Olg—oligoclase; Pth—perthite; Qtz—quartz

2.2 分析方法2.2.1 锆石微量元素

锆石微量元素和稀土元素分析测试工作在合肥工业大学LA-ICP-MS实验室进行。在样品测试前，先用酒精清洁样品表面，去除可能存在的污染。仪器型号为Agilent 7500a ICPMS，以He气作为剥蚀物质载气，以美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标样 NIST SRM610 进行仪器调试最佳化。分析时光斑直径为30 μm，外标标样为国际标准锆石 91500，测试时每隔5个样品测试标样91500一次，每隔10个样品测试一次NIST610，保证测试环境和仪器的稳定性、一致性，信号采集时间为40 s。测试结果利用ICPMSDataCal (V8. 6 版)软件进行，采用的 Andersen 的方法(Andersen and Griffin，2004)进行普通铅校正，采用Isoplot (3.00 版)进行(Ludwig，2003)年龄计算及谐和图的绘制，实验过程中误差为 1σ。详细方法参见(汪方跃等, 2017)。

2.2.2锆石Hf同位素

锆石Hf同位素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学分室完成。激光剥蚀系统型号为Resonetics-S155，激光束斑直径为50 μm，剥蚀频率为10 Hz，剥蚀时间为35 s，以高纯He气为载气，与Ar气和少量N2气混合后进入质谱仪中。多接收等离子体质谱仪型号为NuPlasmaⅡ。采用βYb= 0.8725×βHf(Xu Xiaodong et al., 2004)来计算Yb同位素的仪器质量歧视因子。采用n(176Yb)/n(172Yb)=0.5886和n(176Lu)/n(175Lu) = 0.02655(Chu Nanchin et al., 2002)对n(176Lu)和n(176Yb)对n(176Hf)的同质异位干扰进行校正。

3 测试结果

3.1 锆石微量元素特征

岩相学特征显示，青阳—九华山复式岩体4个阶酸性岩锆石呈自形、环带发育、具有典型的岩浆锆石特征(图3)。本次测得青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩(花岗闪长岩QY-29；二长花岗岩QY-17；正长花岗岩QY-33；细粒花岗斑岩QY-08)锆石的微量元素，所测锆石的点位和数据见图3和表1。

青阳—九华山复式岩体所测锆石Th/U值在0.1 ～ 2.6之间，均值1.0，指示其为岩浆锆石(Rubatto and Williams，2001)。其中，花岗闪长岩(第一阶段，QY-29)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.7，均值0.5，呈负异常的特征；δCe 1.5 ～ 233.2，均值46.3，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在558.6×10-6～ 3222.7×10-6之间，均值1002.6×10-6；HREE为522.8×10-6～ 3159.7×10-6之间, 均值945.5×10-6；LREE在26.1×10-6～ 143.9×10-6，均值57.1×10-6。二长花岗岩(第二阶段，QY-17)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.2 ～ 0.5，均值0.4，呈负异常的特征；δCe 24.0 ～ 754.2，均值260.0，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在971.1×10-6～ 2364.9×10-6之间，均值1610.8×10-6；HREE为933.9×10-6～ 2444.0×10-6之间,均值1527.3×10-6；LREE在37.2×10-6～ 120.0×10-6，均值83.4×10-6。正长花岗岩(第三阶段，QY-33)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.4，均值0.3，呈负异常的特征；δCe 3.2 ～ 223.4，均值37.4，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在864.9×10-6～ 4453.6×10-6之间，均值2412.3×10-6；HREE为790.8×10-6～ 4081.3×10-6之间，均值2205.9×10-6；LREE在67.3×10-6～ 444.1×10-6，均值206.4×10-6。细粒花岗斑岩(第四阶段，QY-08)锆石呈现LREE亏损，HREE富集的特征；δEu 0.1 ～ 0.2，均值0.2，呈负异常的特征；δCe 2.2 ～ 188.5，均值35.7，呈正异常的特征；稀土总量∑REE在962.2×10-6～ 4119.1×10-6之间，均值2227.0×10-6；HREE为909.7×10-6～ 3850.0×10-6之间，均值2064.1×10-6；LREE在52.5×10-6～ 352.4×10-6，均值162.9×10-6。可见，青阳—九华山复式岩体从第一阶段到第三阶段，岩浆岩锆石的∑REE均值逐渐增加(图6b)，第四阶段∑REE均值略有下降，仍远高于第一、第二阶段。

根据Li Weikai等(2019)开发的锆石温度和氧逸度Geo—fO2v0.2计算软件进行锆石温度和氧逸度的计算(基于Ferry and Watson, 2007锆石Ti饱和温度计；Ballard et al.，2002 锆石氧逸度计算方法)，结果如下：

青阳—九华山复式岩体花岗闪长岩(QY-29)温度为669.4 ～ 796.7℃，均值705.3℃；二长花岗岩(QY-17)温度为666.2 ～ 770.0℃，均值715.9℃；正长花岗岩(QY-33)温度为760.1 ～ 902.9℃，均值827.1℃；细粒花岗斑岩(QY-08)温度为721.0 ～ 977.6℃，均值805.5℃。从早到晚4个阶段岩浆岩锆石结晶温度逐渐增高。

据Li Weikai等 (2019)氧逸度计算软件Geo—fO2计算青阳—九华山复式岩体不同阶段岩浆岩锆石的n(Ce4+)/n(Ce3+)值如表1所示。花岗闪长岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值16.7 ～ 199.7，均值93.8；二长花岗岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值42.2 ～ 281.9，均值149.1；正长花岗岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值7.6 ～ 284.2，均值70.1；细粒花岗斑岩脉锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值18.5 ～ 163.3，均值69.9，从早到晚4个阶段岩浆氧逸度呈逐渐下降趋势。

表1 青阳—九华山复式岩体4个阶段锆石主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 1 Analysis results of zircon major elements (%) and trace elements (×10-6) in four stages of Qingyang—Jiuhuashan complex plutonss

岩性编号SiO2ZrO2TiCuRbSrYNbMoHfTaWThULaCePr细粒花岗斑岩QY-8-232.9 63.6 6.6 1.5 1.3 0.9 3627.6 28.2 0.2 19774.5 9.1 0.1 1749.3 1256.0 0.1 153.0 0.3 QY-8-433.2 63.6 5.8 0.4 1.2 0.8 2304.5 15.4 0.3 19768.4 5.1 0.0 1261.5 1027.2 0.7 99.2 0.5 QY-8-632.3 64.4 5.8 2.8 0.9 1.2 3537.6 15.9 0.2 19903.1 4.7 1.6 1105.6 1025.6 14.5 130.1 5.3 QY-8-733.4 63.4 5.3 0.5 1.1 0.9 3960.4 16.4 0.3 18767.8 5.2 1.1 1256.7 896.6 1.8 105.1 1.5 QY-8-832.7 64.0 8.3 1.2 1.2 1.0 3905.2 22.4 0.3 19259.6 6.0 0.4 1303.6 1121.8 0.7 105.0 0.5 QY-8-933.7 63.8 15.7 0.3 30.4 0.7 1100.9 11.0 0.2 18573.0 4.1 1.1 308.0 385.1 0.2 48.0 0.1 QY-8-1033.8 63.2 5.8 0.9 0.9 0.9 2408.5 30.7 0.2 18925.0 8.3 0.2 1142.3 1013.3 7.9 144.9 2.2 QY-8-1234.6 62.4 25.1 4.2 5.6 1.3 3903.8 29.3 0.5 17454.9 7.8 0.8 1041.9 982.7 7.9 126.4 2.6 QY-8-1335.2 61.5 12.8 3.7 6.2 1.3 5446.2 30.7 0.2 16697.9 7.9 0.8 1162.5 961.4 3.6 138.2 1.4 QY-8-1432.9 63.3 22.4 4.1 2.5 1.4 8948.8 18.7 0.3 15426.4 5.1 0.2 1894.9 904.7 2.8 211.0 1.7 QY-8-2234.7 62.2 6.7 7.2 4.3 1.0 3369.3 21.6 0.3 17693.8 5.5 1.2 1118.7 960.2 1.4 100.4 0.9 QY-8-2333.8 63.2 9.9 8.1 1.0 1.4 2426.2 24.5 0.1 18520.3 7.0 0.3 957.8 887.7 0.6 106.1 0.5 QY-8-2435.2 61.3 26.4 249.8 1.0 3.1 3260.5 28.4 875 15996.0 8.6 8.9 808.0 5730.5 15.1 156.4 3.1 QY-8-2533.8 63.6 9.1 3.4 0.8 1.2 1663.8 17.9 0.4 17020.3 5.1 0.8 894.0 678.9 5.2 107.7 2.2 QY-8-2635.0 62.4 44.8 16.7 0.8 2.9 1940.3 17.9 1.0 15826.2 5.2 1.6 960.0 675.0 64.3 223.9 9.8

续表1

岩性编号NdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuΣREETh/UTTi(℃)Ce4+Ce3+δEuδCe细粒花岗斑岩QY-8-23.8 8.9 1.4 56.3 21.1 260.9 105.4 493.0 111.2 1071.1 212.7 2499.2 1.4 754.4 116.9 1.4 188.5 QY-8-44.2 6.2 0.9 34.2 13.5 179.8 78.5 408.2 99.2 1019.3 215.2 2159.6 1.2 743.2 101.1 1.3 42.3 QY-8-622.2 12.5 1.3 43.4 16.0 201.7 86.5 437.5 104.6 1060.7 219.2 2355.5 1.1 742.1 23.6 1.3 3.6 QY-8-79.0 10.8 1.3 49.3 18.1 228.1 93.4 447.7 103.1 1023.3 204.8 2297.3 1.4 733.7 38.0 1.3 16.0 QY-8-83.8 5.6 0.7 35.7 15.0 198.3 89.6 459.2 112.6 1148.9 237.6 2413.3 1.2 777.0 128.2 1.2 43.6 QY-8-91.0 2.7 0.6 18.4 6.9 88.7 37.2 183.0 44.4 441.7 89.4 962.2 0.8 844.7 163.3 1.8 105.9 QY-8-1010.2 6.6 0.7 31.7 12.1 169.0 74.1 371.7 90.0 910.9 180.7 2012.5 1.1 741.8 68.6 1.2 8.6 QY-8-1212.1 8.5 0.7 40.4 16.4 217.3 92.8 464.1 108.5 1064.6 212.0 2374.7 1.1 900.7 45.5 0.9 6.8 QY-8-139.0 12.5 1.2 61.7 23.9 287.2 113.5 521.4 120.7 1144.6 209.8 2648.8 1.2 822.4 44.4 1.0 15.1 QY-8-1419.2 30.2 4.2 144.8 46.7 523.6 192.7 832.5 177.1 1622.3 310.3 4119.1 2.1 886.3 22.1 1.4 23.6 QY-8-225.7 6.8 0.8 36.4 14.6 190.4 81.6 401.7 98.4 990.0 196.9 2126.0 1.2 755.6 72.4 1.2 22.3 QY-8-233.7 5.6 0.7 32.4 12.2 165.4 73.1 369.4 91.6 928.7 191.9 1982.0 1.1 795.0 120.6 1.2 44.2 QY-8-2410.8 8.9 0.8 51.3 20.3 246.4 94.5 416.0 91.0 848.4 148.7 2111.8 0.1 906.8 45.0 0.9 5.6 QY-8-2510.4 6.4 0.9 29.6 10.6 134.2 55.1 270.0 64.4 634.2 128.5 1459.6 1.3 786.0 40.7 1.6 7.9 QY-8-2639.0 13.9 1.5 42.9 14.9 168.1 67.0 314.8 73.3 715.8 133.9 1883.2 1.4 977.6 18.5 1.4 2.2

3.2 锆石原位Hf同位素特征

测得青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩(花岗闪长岩QY-29；二长花岗岩QY-17；正长花岗岩QY-33；细粒花岗斑岩QY-08)各15颗锆石原位Hf同位素，所测锆石的点位和数据分别如图3和表2所示。

青阳—九华山复式岩体花岗闪长岩(QY-29)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.000539 ～ 0.002233和0.282342 ～ 0.282542之间；εHf(t)值在-12.3 ～ -5.1之间，均值-8.0；TDM1模式年龄在1001～ 1329 Ma之间；TDM2模式年龄在1514 ～ 1965 Ma之间。二长花岗岩(QY-17)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.000806 ～ 0.001824和0.282351 ～ 0.282479之间；εHf(t)值在-12.0 ～ -7.5之间，均值-9.5；TDM1模式年龄在1105 ～ 1295 Ma之间；TDM2模式年龄在1484 ～ 1946 Ma之间。正长花岗岩(QY-33)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.001132 ～ 0.004261和0.282505 ～ 0.282639之间；εHf(t)值在-6.6 ～ -2.2之间，均值-5.1；TDM1模式年龄在911～ 1108 Ma之间；TDM2模式年龄在1323 ～1614 Ma之间。细粒花岗斑岩(QY-08)锆石n(176Lu)/n(177Hf)和n(176Hf)/n(177Hf)分别在0.001776 ～ 0.002593和0.282451 ～ 0.282563之间；εHf(t)值在-8.6 ～ -4.9之间，均值-6.5；TDM1模式年龄在1011～ 1153 Ma之间；TDM2模式年龄在1484～ 1727 Ma之间。本次测试锆石中n(176Lu)/n(177Hf)值大多数小于0.002，极少部分介于0.002 ～ 0.003之间，指示锆石在形成后具有相对较低的放射成因Hf积累(吴福元等，2007)。

4 讨论

4.1 岩浆属性4.1.1 结晶温度

表2 青阳—九华山复式岩体锆石Hf同位素分析结果及参数计算表Table 2 Hf isotope and parameter calculation data of the analyzed zircon grains from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

岩性点号n(176Yb)/n(177Hf)n (176Lu)/n(177Hf)n(176Hf)/n(177Hf)t(Ma)εHf(t)TDM1(Ma)TDM2(Ma)fLu/Hf花岗斑岩QY08-10.0456380.0018930.282500132.0-6.910901619-0.94652QY08-20.0484180.0018680.282472132.0-7.911311683-0.92211QY08-30.0514890.0020070.282542132.0-5.410331527-0.94054QY08-50.0384700.0016740.282511132.0-6.510681595-0.92188QY08-60.0412190.0016760.282452132.0-8.611531725-0.9304QY08-80.0468010.0019800.282492132.0-7.211041638-0.95038QY08-90.0322330.0013520.282451132.0-8.611451727-0.96204QY08-100.0476370.0020120.282558132.0-4.910111492-0.94886QY08-110.0344810.0013930.282465132.0-8.111251694-0.9483QY08-150.0431600.0018070.282536132.0-5.610361539-0.95139QY08-160.0429510.0017760.282536132.0-5.610351539-0.95597QY08-180.0642830.0025860.282535132.0-5.710591545-0.9613QY08-190.0506400.0019740.282548132.0-5.210241514-0.97574QY08-200.0664590.0025930.282563132.0-4.710191484-0.95129QY08-210.0538940.0023110.282505132.0-6.810961612-0.96667

图4 青阳—九华山复式岩体各阶段岩浆岩锆石结晶温度变化图Fig. 4 Zircon crystal temperature ranges of the four stages intrusions of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

图5 青阳—九华山复式岩体各阶段岩浆岩锆石氧逸度图解Fig. 5 The oxygen fugacity diagram of the magmatic zircon grains from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

4.1.2氧逸度

图6 青阳—九华山复式岩体锆石稀土元素特征图解Fig. 6 Zircon rare earth elements characteristics of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton(a)锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图(球粒陨石标准化数据McDonough and Sun，1995; 典型岩浆锆石和热液锆石数据据Hoskin and Ireland，2000 和 Hoskin，2005)；(b)各阶段岩浆锆石ΣREE图；(c)各阶段岩浆锆石Th—Y图；(d)各阶段岩浆锆石U—ΣREE图(a)Zircon chondrite standardized rare earth element distribution map (standardized data of chondrites from McDonough and Sun, 1995; typical magmatic zircon and hydrothermal zircon data are quoted from Hoskin and Ireland, 2000, and Hoskin, 2005); (b) magmatic zircon ΣREE diagram of each stage; (c) magmatic zircon trace elements Th—Y diagram of each stage; (d) magmatic zircon U—Σ REE diagram of each stage

Xie Jiancheng等 (2017) 对安徽南部地区燕山早期廊桥花岗闪长岩、旌德花岗闪长岩以及燕山晚期牯牛降花岗岩进行锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值计算，Ce4+/Ce3+值分别在13 ～ 609之间，均值261，109 ～ 1119之间，均值414，1 ～ 217，均值52.2，显示晚期岩体相比早期岩体具有更低的n(Ce4+)/n(Ce3+)值。陈思(2014)对安徽南部地区城安—牯牛降岩体锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值计算，结果显示燕山早期城安花岗闪长岩锆石n(Ce4+)/n(Ce3+)值100 ～ 700之间，晚期牯牛降花岗锆石Ce4+/Ce3+值1 ～ 100之间。青阳—九华山复式岩体青阳—九华山复式岩体晚期(第三、第四阶段)岩浆具有比早期岩浆(第一、第二阶段)更低的氧逸度，与安徽南部地区燕山期其他复式岩体岩浆氧逸度具有相似的特征。

图7 青阳—九华山复式岩体岩浆锆石微量元素对矿物分离结晶指示图Fig. 7 Indication diagram of magmatic zircon trace elements on magmatic mineral fractional crystallization of Qingyang Jiuhuashan complex pluton(a)锆石Ce/Sm—Yb/Gd 矿物分离结晶指示图(Lee et al., 2017)；(b)锆石Th—Hf二元对比图；(c)锆石Ta—Nb二元对比图(徐慢等，2020)；(d)锆石δEu—Hf二元对比图(a)Zircon Ce/Sm—Yb/Gd mineral separation crystallization indicator (Lee et al., 2017); (b)zircon Th—Hf binary comparison diagram；(c)zircon Ta—Nb binary comparison diagram (Xu Man et al., 2020); (d)zircon δEu—Hf binary comparison diagramAp—磷灰石；Ttn—榍石；Hb—角闪石；Rt—金红石Ap—apatite；Ttn—titanite；Hb— hornblende；Rt—rutile

4.1.3分异程度

在岩浆演化过程中由于斜长石分异，带走大量Eu，锆石中Eu负异常被认为继承残余岩浆的Eu特征(Snyder et al., 1993；Claiborne et al., 2010)。青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩锆石均具有δEu负异常(图6a)，指示岩浆演化过程中经历了显著的斜长石结晶分异作用，且从早到晚δEu负异常逐渐降低(图7d)，指示青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆分异程度逐渐增高。此外，随着岩浆结晶分异程度增高，残余岩浆中不相容元素(Th、U、Y、REE等)含量逐渐增高，这些特征将被岩浆成因锆石记录(Belousova et al., 2002)，青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆岩锆石ΣREE和Th、U、Y等元素含量逐渐升高(图6b，c，d)，显示了青阳—九华山复式岩体自早到晚的4个阶段岩浆分异程度逐渐增高

岩浆演化过程中早期磷灰石、榍石、角闪石等富 MREE 的矿物分离结晶，会造成残余熔体相对亏损MREE(Sm,Gd)，进而导致Ce/Sm和Yb/Gd 值同时增高(Grimes et al., 2015; Lee et al., 2017)。图7a中显示出青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩经历了显著的榍石和角闪石的结晶分异。岩浆体系褐帘石和独居石的分异结晶会显著降低存于岩浆中Th的含量，在图7b中，可以看出第一、第二阶段相比第三、第四阶段岩浆岩经历了更显著的褐帘石和独居石分异结晶(Klimm et al., 2008; Stepanov et al., 2012)。在图7c中Ta —Nb呈显著的正相关，这指示了源区经历的显著的金红石的结晶分异(徐慢等，2020)。在图7d中，从早到晚4个阶段岩浆岩锆石δEu呈现逐渐降低的趋势，也指示岩浆源区经历了显著的斜长石分异(徐慢等，2020)。Hf作为不相容元素，一般演化程度更高的岩浆锆石具有更高的Hf含量 (Claiborne et al., 2006, 2010; Castieiras et al., 2011)，此时Hf一般与δEu呈现负相关的趋势(赵志丹等，2018)。第三、第四阶段岩浆演化演化程度高于第一、二阶段岩浆岩，但Hf元素含量晚期第三、第四阶段略低于早期第一、第二阶段岩浆岩，且与δEu呈正相关，这些均指示晚期(第三、第四阶段)岩浆演化过程中可能存在演化程度更低的物质的加入，稀释了岩浆中Hf 元素含量(赵志丹等，2018)。全岩地化也指示青阳—九华山复式岩体从早到晚岩浆分异程度逐渐增高(范羽等，2016)，显示出与锆石指示一致的特征。

综上，青阳—九华山复式岩体4个阶段花岗岩均经历了榍石、角闪石、金红石、斜长石等矿物的分离结晶，晚期(第三、第四阶段)花岗岩相比早期(第一、第二阶段)花岗岩具有更高的分异程度。

表3 青阳—九华山复式岩体锆石Hf同位素特征及模式年龄Table 3 Hf isotope characteristics and model age of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton

4.2 岩浆源区

前人对青阳—九华山复式岩体的岩浆源区的认识一直存在争议。对于该复式岩体起源的争议有：①壳源(无幔源物质加入)：青阳—九华山复式岩体均为陆壳重熔的产物，岩浆来源于20km深处中、下地壳的结合部位(张德全和徐洪林，1997；邱瑞龙，1998；翁望飞等，2011)；②壳幔混源(有幔源物质加入)：岩浆为岩石圈地幔和中元古基底的岩浆混合的产物(Chen Jiangfeng et al., 1985；陈江峰等，1993；张元朔，2015；范羽等，2016)。而对于青阳—九华山复式岩体是否来自同一岩浆房，近些年来通过详细的地质观察和地球化学(范羽等，2016)以及锆石O、全岩Sr—Nd同位素(Jiang Xiaoyan et al., 2018)等特征分析，青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆均来自同一岩浆房中逐渐被接受。

笔者等认为岩浆源区有地幔物质的加入是导致青阳—九华山复式岩体锆石的εHf(t)值变化范围较宽的主要原因，主要依据如下：

(1)青阳—九华山复式岩体前三个阶段岩浆岩中暗色包体广泛发育(邱瑞龙，1998；张元朔，2015；范羽等，2016)，包体岩石类型主要为闪长岩，接触界线清晰，反向脉在包体中发育，对包体的全岩地化和长石、角闪石等矿物电子探针工作显示，包体成分更为基性(SiO2<55%)，暗示该区演化过程中有基性岩浆混合。

(2)青阳—九华山复式岩体全岩的Nb/Ta值处于地壳和地幔之间，也指示了岩浆有地幔物质的加入(赵振华等，2008；范羽等，2016)。

(3)青阳—九华山复式岩体从早到晚岩浆锆石饱和结晶温度呈逐渐增高的趋势，岩浆形成温度的升高可能是由于深部地幔软流圈物质上涌的影响(谢玉玲等，2012)。

图8 青阳—九华山复式岩体不同结晶环境的锆石判别图解Fig. 8 Discrimination diagram of zircons in different crystal environments of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton(a)不同环境结晶锆石的判别图(底图据Grimes et al., 2007)；(b)锆石Y /Dy —δEu分异演化图(底图据赵志丹等，2018)；(c)锆石Zr/Hf —δEu分异演化图(底图据赵志丹等，2018)(a)Discrimination map of crystalline zircon in different environments (basemap based on Grimes et al., 2007);(b)zircon Y/Dy—δEu evolution map of zircon (basemap based on Zhao Zhidan et al., 2018&);(c)zircon Zr/Hf— δEu differential evolution map of zircon (basemap based on Zhao Zhidan et al., 2018&)

图9 青阳—九华山复式岩体Hf同位素相关图解Fig. 9 Zircon Hf isotope diagrams of Qingyang—Jiuhuashan complex pluton (a)、(b)青阳—九华山复式岩体锆石εHf(t)—Age相关图(底图据吴福元等，2007;宋国学，2010)；(c)锆石TDM2模式年龄频数图(a)and (b) zircon εHf(t) in Qingyang—Jiuhuashan complex pluton—Age correlation map (basemap based on Wu Fuyuan et al., 2007&; Song Guoxue et al., 2010&)；(c) zircon TDM2 model age frequency diagram

(4)壳源锆石LuN/GdN一般为16～74(Hoskin, 2003)，青阳—九华山复式岩体锆石的LuN/GdN值在5～110之间，指示青阳—九华山复式岩体源区存在幔源物质的加入。

(5)在不同结晶环境锆石U/Yb—Hf图解中(图8a)，青阳—九华山复式岩体锆石数据分布于大陆和金伯利岩(指示地幔成因)重合区域，指示青阳—九华山复式岩体来源于大陆环境的壳幔混源产物(Grimes et al., 2007；周金胜等，2013)。锆石中Zr/Hf值随温度和岩浆演化逐渐降低，Y/Dy随分异演化呈度升高而升高(图8b，c 中黑色箭头；Meng Xuyang et al., 2018；赵志丹等，2018)。青阳—九华山复式岩体4个阶段从早到晚岩浆锆石呈现Zr/Hf、Y/Dy值分别随分异演化程度升高而降低、升高的趋势，与一个岩浆房不断演化锆石Zr/Hf 、Y/Dy值趋势显著不同(图8b、c)，暗示了该岩浆房演化过程有更基性、分异程度更低的岩浆加入的影响。

(6)Chen Jiangfeng等(1985)和陈江峰等(1993)根据Sr—Nd同位素特征，指示青阳—九华山复式岩体为地幔(亏损/富集)物质与地壳混合产物。

(7)该复式岩体4个阶段岩浆岩的锆石Hf同位素的TDM1和TDM2阶段模式年龄分别在911 ～ 1329 Ma和1323 ～ 1965 Ma之间(图9c)，均显著大于成岩年龄，指示了形成青阳—九华山复式岩体的岩浆为较老(>900 Ma)的地壳源区，而非与新生地壳。

图11 青阳—九华山复式岩体锆石微量元素含矿性判别图Fig. 11 The metallogenic potential discrimination diagrams of zircon trace elements from Qingyang—Jiuhuashan complex pluton岩浆锆石Y—Dy/Yb值图(a)和岩浆锆石Y —Y/Ho值图(b)(成矿岩浆锆石数据自 聂利青，2019；肖鑫等，2017；陈雪锋等，2017)Magma zircon Y—Dy /Yb ratio graph (a) and magma zircon Y—Y /Ho ratio graph (b) (mineralized magmatic magma zircon data from Nie Liqing, 2019; Xiao Xin et al., 2017; Chen Xuefeng et al., 2017)

扬子陆块在演化过程中经历了三次显著的地壳增生事件，分别发生于3.8 ～ 3.6 Ga、2.6 ～ 2.5 Ga和1.5 ～ 0.8 Ga(Guo Jingliang et al., 2014)，以中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)陆壳增生最为强烈，在下扬子广泛发育了大量同时代(866 ～ 770 Ma)中酸性岩浆岩。本次获得的青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆岩的锆石Hf同位素TDM1和TDM2阶段模式年龄分别在911 ～ 1329 Ma和1323 ～ 1965 Ma之间，与扬子陆块的中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)陆壳增生事件的时间基本对应。同时，青阳—九华山复式岩体中锆石Hf同位素与该区发育的新元古代花岗岩(许村、歙县等岩体)相一致(张菲菲等，2011；Zhang Shaobing et al., 2013; Wang Xiaolei et al., 2013)。以上年代学和锆石Hf同位素特征指示，形成青阳—九华山复式岩体的岩浆主要是由中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)垂向增生的扬子陆块地壳部分熔融形成的。

综上，形成青阳—九华山复式岩体的岩浆主要是由中元古代(1.5 ～ 0.8 Ga)垂向增生的扬子陆块地壳，幔源物质底侵而发生部分熔融，形成了以壳源为主、部分幔源物质混入的初始岩浆，并汇聚在深部岩浆房中。岩浆沿着有利构造通道发生多期次上升侵位，形成青阳—九华山复式岩体。随着时间的演化，岩浆房中幔源组分比例逐渐增高，使得侵位岩浆中锆石εHf(t)值逐渐增高，且岩浆温度逐渐增高，氧逸度降低。

4.3 成矿潜力

随着微量元素分析技术的日益革新，使锆石成为一种有效的判断岩体成矿潜力的重要指示矿物(Shen Ping et al., 2015; 聂利青，2019)。岩浆中的水含量被认为是影响热液矿床形成的重要因素(Lu Yongjun et al., 2016)。前人研究显示，成矿岩体中锆石的低Dy/Yb值(<1)显示了岩浆的富水特征(Ewart and Griffin, 1994；Davidson et al., 2007；Richards and Kerrich, 2007)，且W成矿岩体中锆石Dy/Yb值(<0.4)比Cu成矿岩体锆石更低，青阳—九华山复式岩体4个阶段岩浆锆石均显示较低的Dy/Yb值(图11a)，指示源区富水的特点， Jiang Xiaoyan等(2018)也认为源区富水且不低于4%，指示青阳—九华山复式岩体具有钨—多金属的成矿潜力,且青阳—九华山复式岩体早期(第一、第二阶段)岩浆岩的锆石Dy/Yb值低于晚期(第三、第四阶段)岩浆岩，第一、第二阶段岩浆岩的钨—多金属成矿潜力优于第三、四阶段岩浆岩。实验岩石学表明，花岗质岩浆结晶锆石的Y/Ho中与岩浆中F含量呈正相关(Bau and Dulski, 1995；Veksler et al., 2005)。W作为典型高场强元素，往往富集在富F的高分异岩浆中(Webster and Holloway, 1990；Fulmer et al., 2010)。青阳—九华山复式岩体具较高的Y/Ho值(图11b)，与区内的高家塝、桂林郑等钨多金属矿床的成矿岩浆岩相似(聂利青，2019)，也指示青阳—九华山复式岩体具有钨—多金属矿床成矿潜力，尤其第一、第二阶段岩浆岩更为接近，这两个阶段具有更强的钨—多金属成矿潜力。

综上研究，青阳—九华山复式岩体中早期(第一、第二阶段)花岗岩具有较好的W—Mo多金属成矿潜力。

5 结论

(2)青阳—九华山复式岩体的岩浆源区以壳源为主、部分幔源物质混入的壳幔混合源区，随着时间的演化，岩浆房中晚期比早期幔源组分比例显著增高。

(3)青阳—九华山复式岩体中第一、二阶段花岗岩具有良好的W — Mo成矿潜力。

致谢：本次工作得到了中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学分室赵葵东教授等在Hf同位素测试提供大力帮助与指导，论文投稿过程中得到了审稿人的建设性意见，特此一并表示衷心感谢！